Zonificación de Amenazas Naturales en la cuenca del río

Transcripción

CAPACITY BUILDING FOR NATURAL DISASTER REDUCTION (CBNDR)
REGIONAL ACTION PROGRAM FOR CENTRAL AMERICA (RAPCA)
Zonificación de Amenazas Naturales en la cuenca del río Samalá y
Análisis de vulnerabilidad y riesgo en la población de San Sebastián
Retalhuleu, Guatemala, Centro América
Guatemala, septiembre 2003
Zonificación de Amenazas Naturales en la cuenca del río Samalá y Análisis de vulnerabilidad y riesgo en la población de San
Sebastián Retalhuleu, Guatemala, Centro América
Para mayor información contactar:
Dr. Cees van Westen
International Institute for Geoinformation Science and Earth Observation (ITC)
P.O. Box 6, 7500 AA Enschede, The Netherlands
E-mail: [email protected]
Informacion sobre los resultados del proyecto RAPCA pueden ser obtenidos en la pagina de
internet referenciada a continuación:
http://bb.itc.nl
Username: UNESCO
Password: RAPCA
Seleccione: Organizations in which you are participating: UNESCO RAPCA
ii
PRESENTACIÓN
El Programa de Acción Regional para Centro América (RAPCA, por sus siglas
en inglés) está incluido en el Programa Capacity Building for Natural Disaster
Reduction (CBNDR), ambos financiados por el Gobierno de Holanda y
administrados por la Organización de las Naciones Unidas para la Cultura y las Artes
(UNESCO).
En Centro América, la coordinación del Programa ha corrido a cargo del Centro de
Coordinación para la Prevención de los Desastres Naturales en América Central
(CEPREDENAC) mientras que la ejecución de cada Proyecto Nacional ha sido
encomendada a las Instituciones encargadas de la Reducción y Manejo de los
Desastres Naturales en cada país bajo la asesoría técnica del Instituto Internacional
de Ciencias de Geo-información y Observación Terrestre (ITC), Holanda.
De tal cuenta, en Guatemala se realizó un estudio de Amenazas Naturales
(inundaciones, deslizamientos y actividad volcánica) en la cuenca del río Samalá
integrado al análisis de Vulnerabilidad y Riesgo en la población de San Sebastián,
Retalhuleu; se implementó un Centro de Zonificación de Amenazas Naturales
(CEZAN) en las instalaciones de la Facultad de Agronomía de la Universidad de San
Carlos y se organizaron diversas actividades de capacitación y divulgación de
resultados. Las diferentes componentes del estudio fueron planificadas y conducidas
por profesionales de cada área, funcionarios de Instituciones Nacionales e
Internacionales relacionadas con el tema de la Gestión de Riesgo.
Sirva la presentación de los resultados de dicho estudio para agradecer
profundamente a todos aquellos profesionales que de una u otro forma han hecho de
este proyecto un ejemplo exitoso de coordinación inter-institucional y camaradería.
Instituto Nacional de Sismología, Vulcanología, Meteorología e Hidrología (INSIVUMEH)
Coordinadora Nacional para la Reducción de Desastres (CONRED)
Instituto Geográfico Nacional (IGN)
Facultad de Agronomía (FAUSAC), Universidad de San Carlos de Guatemala
Centro de Estudios Superiores de Energía y Minas (CESEM), Universidad de San Carlos de
Guatemala
Escuela Regional de Ingeniería Sanitaria (ERIS), Universidad de San Carlos de Guatemala
iii
GRUPOS DE TRABAJO
COORDINADORES NACIONALES
Grupo RAPCA Guatemala
Edy Manolo Barillas, Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS), Oficina Guatemala
Estuardo Lira Prera, Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS), Oficina Guatemala
Mario Rodríguez Carrillo, Ministerio del Ambiente y Recursos Naturales (MARN)
ASESORES INTERNACIONALES
Cees van Westen y Koert Sijmon, Instituto Internacional de Ciencias de la Geo-información y
Observación Terrestre (ITC), Holanda
Teo van Asch, Facultad de Ciencias Geográficas, Universidad de Utrecht, Los Países Bajos
SOPORTE ADMINISTRATIVO Y LOGÍSTICO
Sabine Maresch, Instituto Internacional de Ciencias de la Geo-información y Observación Terrestre
(ITC)
Alejandro Maldonado L., Secretario Ejecutivo CONRED
Juan Pablo Ligorría, Sub-secretario Ejecutivo CONRED
Tatiana Acuña, Unidad de Planificación Estratégica, CONRED
Cecilia Zamora, Unidad de Planificación Estratégica, CONRED
PREPARACIÓN DE INFORMACIÓN
Lorena Aguilar, Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS), Oficina Guatemala
Jorge Cárcamo, Departamento de Cartografía, Instituto Geográfico Nacional (IGN)
Billy Pineda, Unidad SIG, Coordinadora Nacional para la Reducción de Desastres (CONRED)
Alejandra Chupina, Centro de Estudios Superiores de Energía y Minas (CESEM), Universidad de San
Carlos de Guatemala
AMENAZA ANTE INUNDACIONES
Elfego Orozco, Escuela Regional de Ingeniería Sanitaria (ERIS), Universidad de San Carlos
Pedro Tax, Departamento de Hidrología, Instituto Nacional de Sismología, Vulcanología,
Meteorología e Hidrología (INSIVUMEH)
Guillermo Santos, Facultad de Agronomía (FAUSAC), Universidad de San Carlos
ANÁLISIS DE ESTABILIDAD DE LADERAS
Ivo Thonon, Facultad de Ciencias Geográficas, Universidad de Utrecht, Los Países Bajos
Manuel Mota, División de Geofísica, INSIVUMEH
OCURRENCIA DE FLUJOS PIROCLÁSTICOS
Estuardo Lira Prera, Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS), Oficina Guatemala
Manolo Barillas, Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS), Oficina Guatemala
Gustavo Chigna, Departamento de Vulcanología, INSIVUMEH
ANÁLISIS DE VULNERABILIDAD Y RIESGO
Graciela Peters, Instituto Internacional de Ciencias de la Geo-información y Observación Terrestre
(ITC)
María Eugenia García, Coordinadora Nacional para la Reducción de Desastres (CONRED)
Alfredo Arévalo, Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS), Oficina Guatemala
PREPARACIÓN Y ATENCIÓN DE EMERGENCIAS
Juan Gabriel Figueroa, Coordinadora Nacional para la Reducción de Desastres (CONRED)
iv
INDICE
1
2
3
4
5
6
7
8
RESUMEN........................................................................................................... 1
INTRODUCCIÓN. .............................................................................................. 2
MARCO GEO-DINÁMICO GENERAL Y ANTECEDENTES. ....................... 3
3.1
Ubicación geográfica. .................................................................................. 3
3.2
Actividad geo-dinámica del área.................................................................. 4
3.3
Régimen hidro-meteorológico. .................................................................... 9
3.4
Eventos y desastres históricos.................................................................... 10
METODOLOGÍA Y RESULTADOS. .............................................................. 15
4.1
Análisis geomorfológico de la Cuenca del río Samalá. ............................. 15
4.2
Análisis de lluvia, caudales y amenaza por Inundación en la Cuenca
Samalá. ................................................................................................................... 19
4.3
Análisis de estabilidad de laderas en la sub-cuenca Nimá I....................... 26
Unidad Litológica............................................................................................... 27
5.1
Análisis de amenaza por flujos piro-clásticos del Volcán Santiaguito. ..... 29
5.2
Análisis de Vulnerabilidad y Riesgo en el poblado de San Sebastián,
Retalhuleu. ............................................................................................................. 34
PREPARACIÓN Y RESPUESTA ANTE EMERGENCIAS............................ 41
DISCUSIÓN DE RESULTADOS Y CONCLUSIONES.................................. 43
REFERENCIAS................................................................................................. 44
8.1
SITIOS DE INTERNET ............................................................................ 46
v
vi
Zonificación de Amenazas Naturales en la cuenca del río Samalá y Análisis de vulnerabilidad y riesgo en la población de
San Sebastián Retalhuleu, Guatemala, Centro América
1
RESUMEN.
Se realizó el análisis de amenazas naturales por inestabilidad de laderas,
inundaciones, ocurrencia de flujos piroclásticos y lahares con el propósito de
cuantificar el impacto que estos fenómenos tienen sobre las más de 300,000
personas que habitan la región. La dinámica geo-hidrológica de la cuenca del río
Samalá (de 1,500 km2 de superficie) y del complejo volcánico Santa MaríaSantiaguito provoca la ocurrencia periódica de oleadas y flujos piroclásticos,
lahares e inundaciones repentinas (flash floods) que ocasionan impactos directos
sobre la infraestructura básica (Carretera Panamericana y Puente “Castillo
Armas”), los centros poblados (principalmente San Felipe, San Sebastián y
Retalhuleu) y en general, sobre la actividad agrícola y ganadera de la región.
Para la determinación de las planicies de inundación del río Samalá se utilizó el
método clásico de cálculo de caudales máximos a partir del procesamiento de
series de datos históricos del propio río o cuencas vecinas. Los caudales para
períodos de 100, 50, 25 y 10 años se utilizaron para un modelado espacial por
medio del programa HEC-RAS. Se logró determinar que las crecidas máximas del
río Samalá no afectan directamente a San Sebastián, en comparación con los
daños que le ocasionan otras corrientes menores, pero que si pueden provocar
enormes daños sobre la Carretera Panamericana.
El análisis de la inestabilidad de laderas se realizó en la sub-cuenca del río Nimá I
por considerar que es una de las mayores fuentes de detritos para la formación de
flujos de lodo que luego son encausados al río Samalá. Se utilizó un modelo semideterminístico
bajo ambiente SIG llamado Catch el cual simula el
comportamiento de las laderas bajo parámetros hidrológicos y geo-mecánicos que
intervienen durante la ocurrencia de deslizamientos. Aparentemente, las mayores
inestabilidades en la sub-cuenca no suceden durante la ocurrencia de un fenómeno
extremo como el ocurrido en 1998 (Huracán Mitch), sino es mucho más
importante el comportamiento de la lluvia en períodos anteriores.
Finalmente, se utilizó el modelo del “Cono de Energía” para determinar las zonas
que serían afectadas por flujos piroclásticos en los alrededores del Volcán
Santiaguito a partir de ecuaciones que relacionan la altura teórica de la columna
eruptiva, energía de colapso, configuración topográfica del terreno y ubicación del
cráter. A pesar que los grandes centros urbanos no serían afectados directamente
por columnas de hasta 2,500 m de altura se considera que al menos 120 centros
poblados menores podrían experimentar algún impacto directo o indirecto.
Se determinaron también los niveles de riesgo en el poblado de San Sebastián ante
inundaciones como las ocurridas durante el Huracán Mitch. Se realizaron
entrevistas directas a pobladores afectados por dicho evento en el cual se investigó
el daño causado a la vivienda y su contenido, la altura del nivel de agua y otros
parámetros de calidad de la construcción y factores socio-económicos. El
resultado de la integración de estos parámetros por medio de curvas o funciones
de vulnerabilidad demuestra que para este tipo de eventos se pueden esperar
pérdidas combinadas de hasta Q88 mil/vivienda (unos $10 mil/vivienda),
principalmente por los daños esperados en los contenidos de las viviendas más
que en la edificación en sí.
1
2
INTRODUCCIÓN.
El registro de eventos catastróficos en el complejo volcánico Santa MaríaSantiaguito se remonta a principios del siglo pasado cuando sucedió la poderosa
erupción pliniana del Volcán Santa María (25 de octubre de 1902) considerada
como una de las diez más grandes del siglo con un VEI=6 (de Newhall y Self,
1982), columnas eruptivas de hasta 28 km de altura, producción de entre 5-10 km3
de material dacítico y al menos 5,000 personas muertas (Sapper, 1903; Rose,
1972). A finales de 1922, y en el interior del cráter producto de la erupción recién
pasada, se empezó a formar un domo lávico dacítico que se ha mantenido activo
desde entonces y al cual se le dio por nombre Santiaguito. Justo 7 años después de
su nacimiento, el Volcán Santiaguito registró uno de sus eventos más catastróficos
ya que produjo un flujo piroclástico de considerable volumen (1,5 x 107 m3) que
se extendió a más de 10 km de distancia y pudo haber matado desde varios cientos
hasta 5,000 personas (Mercado y colaboradores, 1988). Una gran cantidad de
trabajos científicos han contribuido a ampliar el conocimiento sobre este activo
complejo volcánico (Sapper, 1903; Sapper, 1904; Rose, 1987a y b).
A pesar de los grandes eventos ya mencionados, está bien claro para muchos
autores y los pobladores de la región que los materiales volcánicos aportados a la
red hidrográfica local constituyen el mayor problema hacia las poblaciones,
infraestructura crítica y actividad agrícola de la zona ya que año con año han
ocurrido y ocurren destructivos “flujos de lodo” que han provocado destrucción
de pueblos enteros como El Palmar – entre 1983 y 1984 (5,400 habitantes), daños
considerables a la Carretera Panamericana – entre 1988 y 1993 y amenazan con
seguir perturbando la actividad socio-económica de la región. No se descarta la
posibilidad de que vuelvan a ocurrir grandes erupciones en el complejo volcánico
y se siguen monitoreando los eventos hidro-meteorológicos periódicos que en
conjunto mantienen bajo constante amenaza a más de 300,000 personas.
El diseño e implementación de medidas de mitigación y protección ante los
fenómenos de impacto (lahares e inundaciones) debe estar basado en
consideraciones técnicas emanadas de estudios y análisis científicos ya que hasta
el momento, las bordas de protección construidas en la margen occidental del río
Samalá (con un costo de hasta $100 mil) y las actividades de dragado en el tramo
del Puente “Castillo Armas” (que le cuesta al Gobierno Local hasta $500 mil
anuales) no han sido suficientes para contenerlas. Al mismo tiempo, el
conocimiento de las zonas de afectación de los diferentes fenómenos (Mapas de
Amenaza) permitirá a los Organismos Nacionales la optimización de los recursos
y fortalecer los niveles de organización comunitaria y preparación ante
emergencias de todas las comunidades amenazadas, que en su conjunto pueden
sobrepasar los 120 centros poblados (entre fincas, caseríos, aldeas y ciudades).
2
3
MARCO GEO-DINÁMICO GENERAL Y ANTECEDENTES.
3.1 Ubicación geográfica.
La cuenca del río Samalá abarca una superficie aproximada de 1,500 km2, en su
mayoría comprendidos en el departamento de Retalhuleu y en menor parte
Quetzaltenango, con una longitud máxima de 100 km y un ancho máximo
aproximado de 35 km (ver Fig. 1).
Es una de las cuencas con más alta incidencia de desastres naturales en
Guatemala, entre ellos se incluyen inundaciones anuales por el río Samalá,
actividad moderada del volcán Santiaguito, lahares y flujos de lodo derivados de
la interacción del volcán Santiaguito y río Samalá y deslizamientos en la parte
media-alta.
En su jurisdicción están ubicadas la cabeceras departamentales de Retalhuleu y
Quetzaltenango y otros municipios importantes como San Sebastián, Santa Cruz
Muluá, San Martín Zapotitlán, San Felipe (Retalhuleu) y El Palmar, Zunil, Cantel
y Almolonga (Quetzaltenango), por lo que se estima que la población afectada
directa o indirectamente podría alcanzar las 350,000 personas (Diccionario
Geográfico de Guatemala, 1983; Instituto Nacional de Estadística, 2003).
En los últimos años, por medio de la Coordinadora Nacional para la Reducción de
Desastres (CONRED) se han implementado diversos proyectos de Reducción de
Desastres, siendo los más importantes el del Sistema de Alerta Temprana de la
Cuenca (RELSAT) y el Fortalecimiento de Estructuras Locales para la Gestión
del Riesgo (FEMID), ambos ejecutados con fondos de la Agencia Técnica de
Cooperación Alemana (GTZ), y que contribuyeron a elevar los niveles de
organización y capacitación Departamental, Municipal y Local en el área de
estudio. Recientemente, se ha venido ejecutando el Programa de Acción Regional
para Centro América (RAPCA) con fondos del Gobierno de Holanda,
administrado por UNESCO y CEPREDENAC y con la asistencia técnica del ITC
y Universidad de Utrecht (Holanda) y el U.S.Geological Survey bajo el cual se
han ejecutado los diferentes estudios incluidos en el presente informe.
3
3.2
Actividad geo-dinámica del área.
•
Zona de subducción del Pacífico.
La configuración geo-tectónica del territorio guatemalteco está gobernada por la
triple unión de las placas de Norte América y Caribe, a lo largo de la zona de falla
Polochic-Motagua, y Cocos y Caribe, a lo largo de la Trinchera Mesoamericana o
Zona de Subducción, lo cual ha generado una amplia gama de estilos de
deformación, unidades litológicas y vulcanismo-sismicidad activa (Spencer, 1977;
Case et. al. y Burke et.al., en The Caribbean-South American Plate Boundary and
Regional Tectonics).
Aparentemente, la zona de falla Polochic-Motagua, no ha tenido mayor influencia
en la configuración geo-tectónica del área de Retalhuleu-Quetzaltenango. Por el
contrario, la constante subducción de la placa oceánica de Cocos por debajo de la
placa continental del Caribe (a razón de 9 cm por año- von Huene, 1989) ha
provocado innumerable cantidad de sismos de moderada profundidad y actividad
volcánica a lo largo de la Costa del Pacífico, incluyendo el complejo volcánico
Santa María-Santiaguito (Fig. 2).
Figura 2. Zona de subducción (línea dentada) a lo largo de la Costa del Pacífico
dividiendo la placa de Cocos y del Caribe. Nótese el paralelismo del Cinturón Volcánico
producto del proceso permanente de subducción. La zona de falla Polochic-Motagua (al
norte de los volcanes) divide la placa del Caribe con la de Norte América (modificada de
Duffield y colaboradores, 1989).
En la Figura 3 se observa la sección transversal hipotética de una zona oceánicacontinental con un crecimiento de corteza la dorsal oceánica (oceanic ridge),
algunas islas oceánicas y una zona de subducción de tipo arco-isla o margen tipo
Andeano. Inicialmente, se produce magma basáltico en la dorsal y forma, junto
con los sedimentos, la corteza oceánica la cual es desplazada hacia la zona de
subducción la cual inicia en las inmediaciones de la Trinchera Oceánica. Esta
corteza oceánica basáltica es la que se hunde bajo la corteza continental y a cierta
profundidad sufre una transformación a anfibolita y eclogita y luego, a más de 100
km, inicia el proceso de fusión parcial a magma que se eleva a la superficie para
formar volcanes basáltico-andesíticos y los arcos de islas (Spencer, 1977).
4
Figura 3. Sección transversal de un límite de placa convergente (Zona de Subducción).
Tomado de Spencer, 1977.
La sismicidad registrada en el área, desde 1984 hasta la fecha, muestra más de
1,800 eventos de magnitud mayor de 4 Richter los cuales varían en un rango de
profundidad de 0.1 a 99.6 kms. Como puede observarse en la Fig. 4 la densidad de
ocurrencia disminuye al alejarse de la línea costera y de la influencia de la zona de
subducción. Los pocos sismos que se observan tierra adentro (de menor magnitud)
están relacionados a eventos tectónicos locales o actividad volcánica.
Figura 4. Eventos sísmicos (M>4) registrados desde 1984 hasta la fecha en la región de
Retalhuleu (datos proporcionados por el Departamento de Sismología del INSIVUMEH).
5
•
Sistemas de fallas locales.
La investigación geológica regional del área de Quetzaltenango ha definido 3
importantes complejos volcánicos geo-morfoestructurales de los cuales el más
importante por su actividad y por su relación con las manifestaciones geotérmicas
es el Complejo Volcánico Cuaternario: Volcán Chicabal (2,721 m), Siete Orejas
(2,910 m), Santa María (3,772 m), Santiaguito (2,500 m) y Cerro Quemado (3,197
m), todos ellos siguiendo la alineación regional noroeste-sureste de la Cadena
Volcánica (Betancourt, inédito).
Uno de los principales sistemas de fracturas en el área lo constituye la Zona de
Falla Zunil, de orientación nor-este, un ancho de hasta 10 kms, y que comprende
varias fallas sub-paralelas, entre ellas la Falla Zunil, Samalá y numerosas fallas
menores, con un movimiento predominante lateral izquierdo (Caicedo y Palma,
1990; Foley y colaboradores, 1990). Dentro del campo geotérmico Zunil se han
definido numerosas fallas menores de orientación nor-este y nor-oeste las cuales
gobiernan la ubicación de las fumarolas y manantiales, presentan desplazamientos
de hasta varios cientos de metros y forman una serie de horsts y grabens (Foley y
colaboradores, 1990) –ver Fig. 5.
Figura 5. Ubicación de los principales elementos estructurales en el área de
Quetzaltenango.
Probablemente, el mayor patrón de alineamiento nor-este comprende a los
volcanes Santiaguito, Santa María, Cerro Candelaria-Cerro Quemado, del Valle y
varias puntos individuales en el flanco sur del Cerro Candelaria, además que al
extenderse hacia el norte, el alineamiento incluiría muchas chimeneas del margen
occidental de la caldera Almolonga y también podrían incluirse algunos otros
accidentes geográficos como zonas de falla y fracturamiento, cursos de ríos y
sistemas regionales de fractura (Foley y colaboradores, 1990).
6
•
Complejo volcánico Santa María-Santiaguito.
Se encuentra ubicado entre los municipios de Quetzaltenango y El Palmar,
departamento de Quetzaltenango, aproximadamente en las coordenadas 14º44´ de
latitud Norte y 91º34´ de longitud Oeste, con el cráter del V. Santa María a una
altitud relativa de 3,768 m sobre el nivel medio del mar.
Figura 6. Ubicación del complejo volcánico Santa María-Santiaguito y su relación
espacial con el resto de edificios volcánicos y el sistema hidrográfico del río Samalá
(tomado de www.geo.mtu.edu).
Originalmente, el complejo estaba conformado únicamente por el Volcán Santa
María el cual estuvo inactivo entre 500 a muchos miles de años (Rose y
colaboradores, 1977) hasta que ocurriera la gran erupción de 1,902 la cual generó
columnas eruptivas de hasta 28 km de altura, flujos piroclásticos, caída de tefra y
ceniza y enormes depósitos volcanoclásticos en los alrededores. Se calcula que
esta enorme erupción pliniana arrojó alrededor de 10 km3 de material volcánico
dacítico en un período de 36 horas (Sapper, 1904; Rose, 1972; Williams y Self,
1983). Estos materiales fueron mayoritariamente depósitos pumicíticos los cuales
se esparcieron en una superficie de 273,000 km2 hacia el nor-oeste del volcán
llegando a producir espesores de hasta 5 m en los alrededores (Williams y Self,
1983). Se tienen registros que solamente este evento, el segundo más grande del
siglo pasado (Indice de Explosividad Volcánica de 6), pudo haber matado al
menos 5,000 personas, provocó un enorme cráter de explosión en el flanco sur del
volcán y oscureció los cielos de la región durante algunos días (Sapper, 1903).
Posteriormente, alrededor del año de 1922, se empezó a formar un domo dentro
del cráter de 1,902 al cual se le dio por nombre Santiaguito (Sapper, 1926) (Figs.
6 y 7) . Este domo ha estado continuamente activo desde su formación y se
caracteriza por períodos cíclicos de 10-12 años de actividad moderada con
alternancias de períodos de 3-5 años de altas tasas de extrusión de flujos de lava
en bloques, flujos piroclásticos y flujos de ceniza (Rose, 1987).
7
Figura 7. Vista aérea desde el Sur del Volcán Santa María (al fondo) y el Volcán
Santiaguito (en primer plano). Fotografía de Steve O´Meara, Volcano Watch International
A pesar de la ocurrencia de eventos volcánicos de moderada a gran magnitud
(erupción de 1902, flujos de lava en los 70´s y colapso del domo Santiaguito y
flujos piroclásticos de 1929 y 1973), está bien claro para muchos autores, y para la
población y comunidad geo-científica relacionada con estos volcanes, que los
materiales volcánicos aportados a la red hidrográfica local (Ríos Nimá I y II, El
Tambor y Samalá) constituyen el mayor peligro hacia las poblaciones,
infraestructura crítica y actividad agrícola de la zona. Año con año han ocurrido y
ocurren destructivos “flujos de lodo” que impactan contra poblaciones como El
Palmar, Pomarrosal, San Felipe y varias fincas cafetaleras, contra infraestructura
crítica (Puente “Castillo Armas” y Carretera Panamericana CA-2) y contra las
zonas
cultivadas
(Conde
Carpio,
2000;
www.geo.mtu.edu/volcanes/santamaria/haz.html).- ver Sección 3.4.
•
Régimen hidrotermal (Campo Geotérmico Zunil).
Desde 1972 el Instituto Nacional de Electrificación (INDE) ha liderado la
investigación y exploración del potencial geotérmico de Guatemala lo cual ha
desembocado en la definición de varios campos de mayor interés, entre ellos, el
de Zunil ha sido el que ha mostrado los mejores resultados (Caicedo y Palma,
1990) y de hecho es el primer campo geotérmico en donde se inició la producción
de energía eléctrica. Se considera que este campo representa la expresión marginal
y superficial de un vasto complejo térmico por debajo de los edificios volcánicos
activos del Cerro Quemado y el Volcán Santa María, al oeste de Guatemala
(Betancourt y Dominco, 1982).
Geológicamente, el área esta formada por un basamento granítico cubierto por
flujos de lava andesíticas Terciarias (300-400 m de espesor) y alternancias lávicas
de dacitas, riodacitas y piroclastos del Cuaternario (500-600 m) - (Betancourt y
Dominco, 1982; Caicedo y Palma, 1990. Abundante información sobre aspectos
geofísicos, hidro-geoquímicos y otras características de este importante campo
geotérmico pueden ser encontrada en Mink et. al., 1988; Adams et. al., 1990 (a);
Adams et. al., 1990 (b) y Adams et. al., 1992.
8
En enero de 1991 (a las 22:30 hora local) ocurrió un desastroso deslizamiento de
aproximadamente 800,000 m3 en el campo geotérmico Zunil I el cual mató 23
personas y originalmente fue atribuido a la explosión del pozo ZCQ-4, el cual fue
seriamente dañado y sepultado por el deslizamiento. De acuerdo a las
investigaciones preliminares hechas por Flynn y colaboradores (1991) se infiere
que la causa de este desastroso evento fue la interacción de 3 factores naturales: la
alteración y poca consolidación de la roca, la pendiente del terreno y la cercanía
del sitio a la zona de falla Zunil, considerándose que la adición de agua
subterránea, ya sea por flujo de manantiales tibios o condensación de fumarolas,
fue el agente disparador más probable.
Figura 8. Vista actual del deslizamiento ocurrido en el Campo Geotérmico Zunil I.
Fotografía por Manolo Barillas.
3.3
Régimen hidro-meteorológico.
La cuenca del río Samalá (1,500 km2 de superficie) pertenece a la Vertiente del
Pacífico de Guatemala, ésta última caracterizada por ríos de longitudes cortas
(promedio 110 km) que se originan a una altitud promedio de 3,000 m sobre el
nivel del mar y presentan pendientes fuertes en las partes altas (10 a 20%)
cambiando bruscamente a pendientes menores en la planicie costera lo cual genera
grandes zonas susceptibles a inundación, crecidas instantáneas de gran magnitud y
corta duración así como tiempos de concentración muy cortos (INSIVUMEH,
publicación interna). Tiene un radio de bifurcación (Rb) de 3.9375, el cual
corresponde a aquellas vertientes en las cuales las estructuras geológicas no
deforman el patrón de drenaje, y un radio de elongación (Re) de 0.24 que indica
una morfología de relieves fuertes y laderas muy inclinadas (Acajabón, 1973).
La cuenca del Samalá está formada por una red hidrográfica semi-dendrítica en
los alrededores de Quetzaltenango y paralela hacia la parte baja, con una densidad
de drenaje moderada de 2.142 km/km2 (Acajabón, 1973). Hacia la parte alta la
hidrografía está formada por corrientes de 2do. a 3er. orden como Riachuelo San
Diego, Río Chacap, Río Xalcatá Río Sigüilá y otros, mientras que hacia la parte
9
media y baja las corrientes son de orden superior como los ríos Nimá I, Nimá II,
El Tambor, Ixpatz, Mezá, Oc y Samalá (Acajabón, 1973; INSIVUMEH, 1988). –
ver Fig. 9.
Las precipitaciones máximas anuales registradas en 148 estaciones de toda la
República durante el período 1961 a 1997 (MAGA, 2001) definen un régimen de
lluvias máximas en la parte media de la cuenca (a la altura de San Felipe,
Retalhuleu) con valores de hasta 6,000 mm, mientras que en las partes altas y
zona costera los valores máximos anuales no rebasan los 2,000 mm. El
comportamiento de la lluvia entre estas dos regiones es claramente gradual. En el
caso de las temperaturas medias anuales muestran un patrón lógico con valores de
12ºC en la parte alta (Quetzaltenango y Totonicapán), 20-25ºC en la parte media
(San Sebastián y Retalhuleu) y 27ºC en la costa (MAGA, 2001). – ver Fig. 9.
Figura 9. Red hidrográfica y régimen hidro-meteorológico en la Cuenca Samalá. Los
colores azules indican las áreas de mayor precipitación pluvial –hasta 6,000 mm (en el
área del complejo volcánico) y los tonos marrón indican valores mínimos de menos de
2,000 mm anuales.
Figura elaborada a partir de datos del INSIVUMEH (MAGA, 2001).
3.4
Eventos y desastres históricos.
Existen muchos registros de la actividad histórica del complejo volcánico Santa
María-Santiaguito, de los eventos hidro-meteorológicos en la cuenca del río
Samalá y otros fenómenos naturales que han provocado daño a las poblaciones,
infraestructura y zonas agrícolas del área de Retalhuleu y Quetzaltenango. En este
apartado únicamente resumiremos las más importantes.
10
Erupción 1,902 V. Santa María.
Previo a esta erupción el V. Santa María fue inactivo por al menos 500 años hasta
varios miles de años (Rose y colaboradores, 1977), pero el 25 de Octubre el
volcán entró en una actividad violenta, posterior a una serie de terremotos
registrados en Centro América y El Caribe entre enero y octubre. Estos grandes
terremotos y la extensiva actividad volcánica en la región fueron los inequívocos
indicadores de lo que estaba por venir. Desgraciadamente, como no existían
registros históricos de actividad volcánica previa estas señales de alarma no
fueron interpretadas adecuadamente. Esta erupción pliniana mató al menos 5,000
personas (indudablemente un dato sub-estimado), produjo un enorme boquete en
el flanco sur del cono y oscureció los cielos de Guatemala por varios días (Sapper,
1903). El impacto mundial fue significante ya que las cenizas de esta erupción
fueron detectadas tan lejos como en San Francisco, California
(tomado de http://www.geo.mtu.edu/volcanes/santamaria/eruption.html).
Esta ha sido por mucho, una de las más grandes y más explosivas erupciones del
siglo XX (magnitud 8 en la escala de Tsuya; índice de explosividad volcánica de
6). Casualmente, los volcanes Mount Pelee y Soufriere (en Martinica y San
Vicente) habían entrado en actividad similar seis meses antes
(tomado de http://www.volcano.und.nodak.edu/......../santa_maria.html). Esta
erupción produjo una columna vertical de al menos 28,000 pies de altura
(Williams y Self, 1982) y en 36 horas, generó aproximadamente 10 km3 de dacita
(Sapper, 1904; Rose, 1972; Williams y Self, 1983). Los detritos volcánicos fueron
casi enteramente formados de depósitos pumicíticos y abarcaron más o menos
273,000 km2 al nor-oeste del volcán. Como es típico en los depósitos de caída
libre, estos depósitos fueron más gruesos en dirección a la fuente, en donde
alcanzaron hasta los 5 m de espesor (Williams y Self, 1983).
Luego de casi 20 años de reposo, en junio de 1922, un domo lávico empezó a
formarza dentro del cráter de 1902 (Sapper, 1926). Este nuevo domo, localizado
en el lado sur-oeste de Santa María, fue llamado Santiaguito. La roca dacítica que
este domo produce es cercanamente idéntica a la lava de 1902. Santiaguito ha sido
continuamente activo desde entonces. Aparte de la extrusión dómica, la cual es
relativamente pasiva, el Santiaguito ha producido flujos de lava, ha tenido
erupciones explosivas verticales y numerosos flujos de bloques y cenizas
acompañando a oleadas piroclásticas. Como consecuencia de esto, siempre
existen desplomes de material cerca del domo y el cráter de 1902 lo cual produce
sedimentación extensiva en los ríos al sur del domo (Rose, 1972)
– tomado de http://www.geo.mtu.edu/volcanoes/santamaria/eruption.html).
Erupción 1,929 V. Santiaguito.
En la mañana del 2 de noviembre de 1929 (9:30 hora local) el volcán Santiaguito
emitió un flujo piroclástico de considerable volumen (1.5x107 m3) el cual se
extendió a más de 10 km de distancia a través de los valles de los ríos Nimá II y
El Tambor devastando al menos 15 km2 de fincas y zonas cultivadas y matando
desde varios cientos hasta posiblemente 5,000 personas (Mercado y
colaboradores, 1988) – ver Fig. 10.
11
Figura 10. Mapa de afectación en los alrededores del V. Santiaguito luego de algunos
eventos importantes. Nótese que el mayor evento corresponde al flujo piroclástico de
1929.
Los valles fluviales fueron rellenados con bloques y depósitos piroclásticos y
varios testigos describieron que una enorme oleada piroclástica caliente fue la
causa principal de la muerte de las personas. La ceniza estuvo cayendo durante 9
horas en la población de Retalhuleu (a 27 km de distancia). El domo presentaba
una enorme marca lo que sugiere que la erupción fue el resultado del colapso del
domo dacítico de 350 m de altura que había crecido entre 1922 y 1929 (Rose,
1987; Mercado y colaboradores, 1988).
La ocurrencia de este tipo de fenómenos (oleadas piroclásticas por colapso de
domos) debe ser tomada muy en cuenta en las amenazas actuales y futuras ya que
por lo menos el colapso del Santiaguito en 1929 ocurrió sin haber presentado
ningún tipo de actividad precursora.
12
Lahares 1,983-84 (destrucción de El Palmar).
Los lahares parecieran comportarse igual a los flujos piroclásticos (solamente que
en presencia de grandes cantidades de agua): están formados por mezclas de
materiales, pueden viajar grandes distancias montaña abajo y principalmente,
destruyen todo lo que encuentran a su paso.
En junio de 1983 el V. Santiaguito entraba nuevamente en actividad justo en la
época de inicio de la temporada lluviosa por lo que las intensas lluvias empezaron
a arrastrar el material volcánico hacia los cauces de los ríos Nimá II y El Tambor
(INSIVUMEH, 1988). Entre los últimos días de junio y hasta el 2 de julio del
mismo año, se agrava la situación a inmediaciones de El Palmar ya que la enorme
carga de sedimentos bloquea el cauce del río Nimá II y éste a su vez desborda al
río Nimá I afectando directamente a la población. Hasta ese momento ya se
estiman pérdidas por más de 1 millón de quetzales ya que el 35% de las viviendas
han sido dañadas y se han evacuado más de 244 familias (INSIVUMEH, 1988).
La destrucción total del poblado sucedió durante la temporada lluviosa de 1984,
específicamente en agosto, en donde hubo necesidad de evacuar nuevamente a los
pobladores, se dañaron varios puentes dejando incomunicado el poblado y las
pérdidas alcanzaron los 4 millones de quetzales (varios artículos periodísticos de
El Gráfico y Prensa Libre).
Figura 11. Aspecto del daño causado en la población de El Palmar en 1983.
Fotografía tomada por Bill Rose.
Los resultados de un análisis multi-temporal de cambios morfológicos (Viera,
2003) muestran que desde 1964 hasta 2001 las zonas afectadas por lahares y
flujos de lodo crecieron de 0.077 km2 hasta 1.23 km2, es decir, un aumento de 15
veces. Esta enorme actividad fluvio-lahárica en esta región de la cuenca
desembocó en la destrucción del poblado y el cambio drástico en el paisaje y
morfología del lugar – ver Fig. 12.
13
Figura 12. Evaluación de cambios morfológicos en los últimos 35 años en los
alrededores de El Palmar. Los polígonos coloreados muestran la secuencia de diferentes
eventos laháricos lo cual también se identifica claramente en la fotografía aérea (inserta a
la derecha abajo). Arriba a la derecha, se observa una vista de El Palmar ya abandonado.
Elaborada a partir del trabajo de Viera (2003).
Lahares 1,988 y 1,993 (destrucción Gasolinera Eureka y CA-2,
respectivamente).
Durante este período ocurrieron algunos flujos laháricos que provocaron severos
daños principalmente en el área de la Carretera Panamericana CA-2. Entre estos
se puede mencionar el lahar de categoría 4 del 25 de agosto que provocó fuerte
azolvamiento, al día siguiente (26 agosto) otro lahar de categoría 6 destruyó la
gasolinera y restaurante Eureka, a la altura de la vuelta El Niño, el 9 de septiembre
fue destruido el puente en El Pomarrosal, San Felipe por un evento de categoría 6
y finalmente el 28 de agosto de 1993 fue destruida la carretera CA-2 a la altura del
km.176.5 por un lahar de categoría 6 (Conde Carpio, 2000).
14
4
4.1
METODOLOGÍA Y RESULTADOS.
Análisis geomorfológico de la Cuenca del río Samalá.
Francisco de la Caridad Viera M.Sc., Instituto Internacional de Ciencias de la Geoinformación y Observación Terrestre (ITC), Holanda.
Se realizó un análisis geomorfológico de la cuenca en base a interpretación foto
geológica convencional, análisis digital, trabajo de campo y procesamiento de
información utilizando Sistemas de Información Geográfica (ILWIS).
Básicamente, se definieron 3 grupos geo-morfológicos principales:
Morfología volcánica.
Corresponde al complejo volcánico Santa María-Santiaguito como tal incluyendo
los flancos volcánicos y las unidades litológicas principales (rocas piroclásticas,
depósitos de caída y flujos de lava). También se incluyen en este grupo los
depósitos de pie de monte derivados de los diferentes eventos de flujos
piroclásticos, incluyendo también al V. Siete Orejas (al nor-oeste). Y por último,
se dividieron las zonas morfológicas del viejo edificio volcánico del Santa María
en comparación con los domos (El Brujo, El Caliente, La Mitad y El Monje) y
flujos de lava del Santiaguito.
Morfología fluvio-volcánica.
Esta morfología corresponde a la mayor parte de la superficie de la cuenca y está
compuesta principalmente por aluviones, terrazas aluviales y planicies de
inundación. Estos patrones se encuentran desde la parte alta de la cabecera de
cuenca, en los departamentos de Quetzaltenango y Totonicapán, pero se acentúan
mucho más desde la parte media cuando los ríos Izcayá y Nimá I se unen al
Samalá aumentando su caudal y aportando material volcánico del Santa María y
del Santiaguito para la formación de lahares fríos y calientes, respectivamente.
Aguas abajo, a la altura de San Felipe, Retalhuleu, se unen los ríos Nimá II y El
Tambor lo cual termina de aumentar al máximo el caudal y lahares del río Samalá.
Morfología denudacional.
Se definieron diferentes áreas dentro de la cuenca en donde ocurren fenómenos
erosivos y deposicionales. Entre estos se encuentra el área del cráter del V. Santa
María formado durante la explosión de 1902 en donde suceden procesos erosivos
que forman barrancos y hondonadas que generan los grandes movimientos de
masa en la cuenca inter-montana. Probablemente, sea este proceso el que genera
la mayor parte del material volcánico no consolidado que luego es arrastrado por
el río Nimá I para la formación de lahares.
Adicionalmente, se tienen procesos denudacionales en las pendientes de ladera y
pie de montes las cuales están formadas por coluviones mixtos de depósitos
piroclásticos y lavas. La combinación de factores climáticos, la pendiente y la
composición del material produce procesos acumulativos en estas áreas. Existen
también escarpes erosivos activos en donde ocurren principalmente movimientos
15
de masa influenciados tectónicamente, en las unidades de cenizas volcánicas,
depósitos piroclásticos y lahares.
Figura 13. Mapa geomorfológico de parte de la cuenca del río Samalá (flanco sur del V.
Santa María a San Sebastián).
Las unidades de tonos verdes corresponden al grupo morfológico fluviovolcánico, es decir que incluye todas aquellas formas relacionadas con la
actividad hídrica de los ríos Nimá I, Nimá II, El Tambor y Nimá incluidas las
terrazas aluviales, planicies de inundación y los cañones profundos de los ríos
aguas arriba. Desde la parte media del área de estudio hacia San Sebastián
empieza a disminuir la pendiente del terreno y por tal razón las unidades
geomorfológicas se vuelven más amplias y los procesos erosivos y de arrastre son
sustituidos por procesos de depositación. Este problema afecta principalmente al
puente “Castillo Armas” ya que disminuye la capacidad de carga hídrica del río
Samalá y pone en riesgo la estructura del propio puente.
Las formas volcánicas están concentradas únicamente en el complejo volcánico
Santa María-Santiaguito en donde se distinguen básicamente flujos de lava
antiguos y pendientes con flujos piroclásticos (tonos marrón) y lavas más
recientes (tonos morados), incluso producto del V. Siete Orejas (tonos azules).
Esta zona constituye indudablemente la fuente que abastece de “materia prima”
para la formación de lahares y flujos de lodo.
16
El comportamiento geo-dinámico de la cuenca (tectonismo, volcanismo,
hidrografía, movimientos de masa, etc.) ha modelado la geo-morfología descrita
anteriormente en función a la ocurrencia de 3 principales procesos (ver Fig. 14):
Actividad eruptiva: generación de flujos de lava que normalmente son de
volumen limitado, aunque los 3 más recientes han sido significantemente
grandes, el mayor, extendiéndose hasta 2 kms. del cráter. La actividad
lávica se alterna con actividad explosiva que produce oleadas y flujos
piroclásticos de diferentes magnitudes y alcances, caída de ceniza y tefra.
Movilización de sedimentos volcánicos inestables: estos se depositan
principalmente por gravedad e influencia de las pendientes hacia los
flancos sur-oeste y sur-este del V. Santiaguito y caen al cauce del río Nimá
I.
Producción de lahares y flujos de lodo (inundaciones): durante la época
lluviosa todos los sedimentos volcánicos movilizados son arrastrados por
las crecidas de los ríos Nimá I, Nimá II y El Tambor, los cuales se unen al
río Samalá a la altura del poblado de San Felipe y aguas abajo provocan
erosión de los bordes y cauce del río, cambios constantes de la
configuración de los cauces, azolvamientos, daños a la infraestructura
básica, poblaciones y zonas de cultivo.
Figura 14. Mapa que muestra los principales procesos que modelan y controlan la
configuración morfológica del área de estudio.
17
Estos procesos, actuando individualmente o en su conjunto, originan 5 grupos
principales de materiales (no unidades litológicas):
Rocas volcánicas (lavas).
Depósitos piroclásticos.
Depósitos de pendiente.
Detritos volcánicos.
Depósitos fluvio-laháricos.
Finalmente, dentro del análisis geo-morfológico, se realizó un análisis multitemporal de cambios morfológicos en los alrededores de San Sebastián,
Retalhuleu y El Palmar, Quetzaltenango. Los resultados obtenidos en la zona de
El Palmar han sido presentados en el apartado 3.4 (Eventos y desastres históricos).
Se utilizaron fotografías aéreas del área de estudio de 1964, 1991 y 2001 (tomadas
por Instituto Geográfico Nacional y Agencia de Cooperación Japonesa) –ver Fig.
15. Los resultados obtenidos demuestran que esta zona ha sido afectada por
innumerables eventos de inundación y lahares, principalmente entre 1983-1984
(destrucción de El Palmar), 1985-1988 (desastre en Las Pilas, daños a
infraestructura eléctrica, sepultamiento del puente San Caralampio, destrucción de
la gasolinera Eureka y un restaurante, destrucción puente El Pomarrosal y
azolvamiento del puente Ixpatz) y 1993-1994 (daños a El Pomarrosal y Finca
Filadelfia, destrucción de un tramo de la CA-2 y azolvamiento casi total (a 50 cm)
por debajo del puente Castillo Armas) (Conde Carpio, 2000; Viera, 2003).
Durante todos estos eventos hubo un crecimiento de las áreas de inundaciónazolvamiento desde 28,000 m2 en 1964 hasta 260,000 m2 en el 2001, es decir, casi
10 veces más superficie en solamente 37 años.
Figura 15. Mapa de cambios morfológicos ocurridos en los alrededores de San Sebastián
entre 1964 y 2001.
18
Modelo 3-D del terreno obtenido a partir de una ortofoto y un Modelo Digital del
Terreno (DTM).
Vista desde aguas arriba del puente “Castillo Armas” hacia el sur. En primer plano se
observa la CA-2 cruzando el río Samalá (zona de dragado) y luego dividiéndose hacia
San Sebastián (al fondo derecha).
(Tomado de Navarrete Pacheco, 2003).
4.2
Análisis de lluvia, caudales y amenaza por Inundación en la Cuenca
Samalá.
Elfego Orozco Ph.D., Profesor-Investigador de la Escuela Regional de Ingeniería
Sanitaria (ERIS), Universidad de San Carlos de Guatemala e Ing. Pedro Tax,
Departamento de Hidrología, INSIVUMEH.
Debido a la falta de información en la cuenca del río Samalá la metodología para
la estimación de Caudales Máximos se basa en el análisis regional de 24 series de
crecidas registradas en igual número de estaciones hidrométricas en cuencas de la
Vertiente del Pacífico de Guatemala. El método consiste en obtener una ecuación
que relacione el Caudal Máximo Medio (QMM) y el área de la cuenca y también
los caudales estandarizados en función de distribuciones de frecuencia. Se
utilizaron 24 series de datos con diferente longitud de registro (entre 8 y 20 años)
de 17 cuencas y sub-cuencas y la información de la estación Cantel (Cuenca
Samalá) y la estación Caballo Blanco (Sub-cuenca Ocosito).
La relación entre el promedio de los caudales máximos medios (Crecida Indice)
QMM (m3/s) – y el área tributaria – A (km2) se obtuvo mediante análisis de
regresión. Con un coeficiente de R2 = 0.82 se obtuvo la siguiente ecuación:
QMM = 0.02 A1.52
19
(Ecuación 1)
El valor observado de QMM para la estación Cantel es de 62 m3/s para un área de
701 km2. Esta área tributaria corresponde a la parte superior de la cuenca cuyas
características hidrológicas difieren de la parte media en cuanto a que la magnitud
de las lluvias y de escorrentía son menores en la parte superior. Para la estación
Caballo Blanco (en la cuenca vecina de Ocosito) el QMM es de 667 m3/s para un
área de 461 km2. Las características hidrológicas de esta cuenca son similares a la
parte media de la cuenca Samalá.
En la Fig. 16 se observa la relación de Caudal-Area para las cuencas utilizadas en
el análisis, las estaciones Cantel y Caballo Blanco y la recta que representa a la
Ec. 1. Debido a que la curva ajusta razonablemente (R2=0.82) se decidió utilizar
esta ecuación para estimar el QMM para la cuenca del Samalá (hasta el puente
Castillo Armas). Para un área tributaria de 959 km2 se obtiene un QMM de 681
m3/s.
Figura 16. Relación entre el Caudal Máximo Medio observado y el área tributaria para
cuencas del Pacífico guatemalteco. Se diferencian los valores observados en las
estaciones Cantel y Caballo Blanco.
Para el análisis estadístico de las 24 series de datos se utilizaron cuatro
distribuciones de frecuencias: Valor Extremo Generalizado (VEG), Distribución
Logística Generalizada (DLG), Pearson Tipo III (P-III) y Log-Normal de 3
parámetros (LN3). Debido a que las 24 series son de diferente magnitud y
extensión se estandarizaron los datos para poder compararlos. Esta
estandarización se hace dividiendo el valor de cada serie entre el respectivo
QMM. A esta relación se le denomina k, la cual, obviamente es adimensional. En
la Fig. 17 (en escala probabilística de Gumbel) se observan las 4 distribuciones
regionales de frecuencia así como los valores observados en las estaciones Cantel
y Caballo Blanco.
20
!
" !
# $$$
Figura 17. Caudales máximos observados (estandarizados), k, en las estaciones de Cantel
(cuenca Samalá) y Caballo Blanco (cuenca Ocosito) y comparación con las cuatro
distribuciones de frecuencia regionales para la Vertiente del Pacífico.
En vista que los valores observados para estas estaciones no se ajustan muy bien a
las curvas regionales se utilizaron las curvas de frecuencia promedio. En la Figura
18 ya se observa un mejor ajuste de los valores observados con relación a las
curvas promedio de las dos estaciones mencionadas. Se considera que, la curva
promedio es la más razonable de utilizar para estimar los caudales máximos
asociados a diferentes períodos de retorno en el sitio de derivación.
Por lo tanto, los caudales QTr para la cuenca del Samalá se calculan mediante la
siguiente ecuación:
QTr = QMM * kTr
(Ecuación 2)
Donde: QTr es el caudal correspondiente a diferentes períodos de retorno Tr;
QMM es la crecida índice (en este caso es de 681 m3/s) y kTr es la crecida modular
(o estandarizada) que se obtiene del gráfico de la Figura 18 utilizando la curva
promedio. La Tabla 1 muestra los diferentes caudales estimados.
Tabla 1. Caudales con diferentes períodos de retorno (QTr) para la Cuenca Samalá.
Tr (años)
1,000
500
100
50
30
25
20
10
5
2
p (%)
0.1
0.2
1
2
3.33
4
5
10
20
50
P= Probabilidad de excedencia.
21
KTr (-)
3.679
3.318
2.566
2.270
2.059
1.985
1.895
1.618
1.337
0.920
QTr (m3/s)
2,507
2,261
1,748
1,547
1,403
1,353
1,291
1,103
911
627
Los caudales para períodos de retorno superiores a los 100 años deben usarse con
cautela en virtud de la extensión limitada de los registros utilizados para su
derivación. Los caudales en amarillo fueron utilizados para el análisis hidráulico
posterior.
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#
"
" # " #"
""
#" "
"""
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#&
"$
Figura 18. Caudales máximos observados (estandarizados), k, en las estaciones de Cantel
(cuenca Samalá) y Caballo Blanco (cuenca Ocosito) y comparación con las cuatro
distribuciones de frecuencia promedio de estas estaciones.
Para la determinación de las planicies de inundación del río Samalá se utilizó el
programa HEC-RAS, un modelo matemático hidrodinámico que calcula las
alturas del nivel del agua en función del caudal a régimen permanente y las
condiciones topográficas del cauce natural.
Se utilizaron los caudales previamente calculados para 10, 25, 50 y 100 años de
recurrencia y se determinaron las secciones transversales del cauce por medio de
un levantamiento topográfico (tránsito y nivelación). Esta información fue
obtenida por personal del Departamento de Servicios Hidrológicos del
INSIVUMEH y de la Facultad de Agronomía-USAC.
Además, se utilizaron los coeficientes de rugosidad de Manning (0.035 en cauce
principal y 0.040 en planicies de inundación) y coeficientes de contracción y
expansión del cauce (0.1 y 0.3, respectivamente). La Tabla 2 muestra un resumen
de la distancia entre secciones y su pendiente longitudinal, con una distancia
máxima de 3,885 m y la pendiente media ponderada de 1.72%.
Tabla 2. Distancia y pendiente media entre secciones transversales del río Samalá.
Sección
1
2
3
4
5
6
7
8
Elevación fondo
río (msnm)
358.14
352.49
350.76
347.78
337.83
327.27
312.13
291.00
22
Distancia entre
secciones
----429.67
245.32
568.45
674.83
375.51
838.98
751.69
Pendiente
(%)
----1.32
0.70
0.53
1.47
2.81
1.80
2.81
Escenario 1: Modelación de 4 caudales (10, 25. 50 y 100 años) por el cauce
actual CON bordas de protección.
Como puede observarse en las secciones transversales de la Figura 19, no
ocurriría inundación por rebase de la borda en las secciones 1, 4 y 7. Sin
embargo, se determinó que esto si sucedería en el resto de secciones (2, 3, 5, 6 y
8). Particularmente importante es el caso de las secciones 5 y 6 (San Sebastián al
oeste y la carretera CA-2 al este) ya que ambas muestran problemas de inundación
por rebase. En el caso de la sección 5 se determinó que la borda no protegería ni
siquiera contra una inundación de caudal Q10 (1,103 m3/s) mucho menos en el
caso de caudales mayores. El problema más crítico en este caso serían los daños
que podría sufrir la carretera Panamericana CA-2. Para la sección 6, también se
esperarían inundaciones del lado de la carretera y adicionalmente éstas podrían
extenderse en la otra ribera hasta las cercanías de San Sebastián. Hay que hacer
notar que el tramo de la carretera comprendida entre las secciones 5 y 6 (km.
176.5) ya ha sido afectada en numerosas ocasiones por crecidas y lahares del río
Samalá, especialmente durante las inundaciones de Nueva Calendaria en agosto
de 1993 (Conde Carpio, 2000)- ver Fig. 6. En las secciones 2,3 y 8 el rebalse
sería de menor magnitud y no afectaría ningún elemento físico o poblacional en
particular.
O
341.5
PUENTE SAMALA
Plan:
1) Plan 09
13/05/2 003
ESTACION 5
.04
.035
.04
E
Legend
341.0
O
333
PUENT E SAMALA
Plan:
1) Pla n 09
13/05/2 003
E STAC ION 6
.04
.035
.04
WS Q50
WS Q25
WS Q10
WS Q10
Ground
Ground
332
Levee
B ank Sta
Bank Sta
331
340.0
)
m
(
n
o
ti
av
el
E
339.5
330
339.0
329
338.5
328
338.0
Figura 19. Secciones transversales 5 (izquierda) y 6 (derecha).
Escenario 2: Modelación del paso de 4 caudales (10, 25. 50 y 100 años) por el
cauce actual SIN bordas de protección.
En este caso se determinaron los niveles de agua en el caso de que las bordas
fallaran. En general, se observa que la margen oriental del río, que colinda con el
trazo de la Carretera Panamericana CA-2, sería la más afectada por las
inundaciones. En la sección 2, aguas abajo del Puente “Castillo Armas”, la
inundación sucedería con cualquiera de los caudales calculados y cubriría la
carretera en su totalidad e incluso podría llegar hasta el río Mulúa o El Niño,
dañando probablemente parte de la finca Los Brillantes. A la altura de la sección 3
(Puente del Ferrocarril), se esperaría inundación con un caudal Q100 (1,748 m3/s)
y se infiere que la antigua línea férrea y su zona de paso servirían como curso del
agua hacia el otro lado de la CA-2 y podría también unirse con el río Mulúa. De
acuerdo a lo observado en los tramos siguientes, al fallar las bordas, se inundaría
23
Legend
WS Q100
WS Q50
WS Q25
340.5
)
m
(
n
o
ti
av
el
E
E
WS Q100
el tramo completo de la CA-2 con cualquiera de los caudales calculados (ver Fig.
20).
Hacia el lado occidental de las secciones 5 y 6, zona urbana de San Sebastián, se
determinó que las crecidas provocadas por caudales Q50 y Q100 (1,547 m3/s y
1,748 m3/s) podrían alcanzar la periferia del poblado y dañar las zonas de cultivo
(el nivel del agua estaría 2 m por debajo del nivel del poblado). Esta parte del
escenario hay que tomarla con mucha cautela por el hecho de que solamente se
evaluaron 2 secciones transversales en los alrededores de San Sebastián y al
momento de una gran crecida el agua correría por muchos otros puntos del terreno
que no fueron evaluados y se desconoce su altitud relativa.
O
PUENT E SAMALA
Plan:
1) Pla n 09
E
13/05/2 003
E STAC ION 2, AGUAS ABAJO PUENTE C A2
.04
360
.035
.04
O
PUENT E SAMALA
Plan:
1) Pla n 09
E
13/05/2 003
E STAC ION 3, PUEN TE FERR OCAR RIL
.04
360
Legend
WS Q100
.04
.04
Legend
WS Q100
WS Q50
WS Q50
WS Q25
WS Q25
WS Q10
359
WS Q10
Ground
Ground
Levee
B ank Sta
358
B ank Sta
358
357
356
)
m
(
n
o
ti
av
el
E
)
m
(
n
o
ti
av
el
E
356
354
355
354
352
353
352
0
50
100
150
200
350
250
0
100
200
300
Station (m )
O
PUENT E SAMALA
Plan:
1) Plan 0 9
E
13/05/2 003
E STAC ION 5
.04
341.5
400
500
Station (m )
.035
.04
O
Legend
341.0
PUENT E SAMALA
Plan:
1) Plan 0 9
E
13/05/2 003
E STAC ION 6
.04
332
.035
.04
Legend
WS Q100
WS Q100
WS Q50
WS Q50
WS Q25
WS Q25
WS Q10
WS Q10
Ground
Ground
Bank Sta
Bank Sta
331
340.5
340.0
330
)
m
(
n
o
ti
av
el
E
)
m
(
n
o
ti
av
el
E
339.5
329
339.0
338.5
328
338.0
337.5
0
200
400
600
800
1000
327
1200
Station (m )
0
200
400
600
800
1000
Station (m )
Figura 20. Secciones Transversales 2 y 3 (arriba) y 5 y 6 (abajo). En todos los casos los
diferentes caudales rebasan la capacidad hidráulica del cauce natural. Esta figura
demuestra gráficamente porque es importante reforzar y darle un mantenimiento
constante a las bordas de protección.
24
1200
Figura 21. Zonas de afectación para 3 diferentes escenarios de inundación (indicados
por polígonos rojo, verde y amarillo). Las flechas rojas indican los puntos críticos de
rebalse afectando la Carretera Panamericana (línea roja punteada), Finca Los Brillantes y
San Sebastián (elipse roja).
Del análisis hidráulico realizado (cálculo de caudales máximos y planicies de
inundación) se pueden obtener las siguientes conclusiones:
•
•
•
La configuración actual de las bordas de protección (a la fecha del levantamiento
topográfico) permitiría contener crecidas con caudales de hasta Q50 –hasta 1,547
m3/s (a excepción del borde oriental de las secciones 5 y 8). En estos puntos,
solamente bastaría una crecida de caudal Q10 (1,103 m3/s) para sobrepasar el nivel
de la borda.
Si las bordas actuales fueran reforzadas y se construyera un tramo nuevo de
aproximadamente 800 m de borda en la parte occidental entre las secciones 6 y 7
el área afectada por grandes crecidas (con caudales mayores de Q50) se podría
limitar considerablemente.
El peor de los escenarios, si fallaran las bordas con caudales mayores de Q50,
afectaría las áreas cultivadas, los barrios periféricos de San Sebastián y un amplio
tramo de la Carretera Panamericana CA-2 (desde la vuelta del Niño hasta el cruce
Retalhuleu-Quetzaltenango). Aparentemente, el poblado de San Sebastián se ve
más afectado por las inundaciones del río Ixpatz y no del río Samalá. Se deberá
poner mucha atención a los posibles daños de la CA-2 ante diferentes crecidas.
Las bordas de protección en la margen oriental del río podrían ser la opción más
efectiva y menos costosa para esta importante vía de comunicación.
25
4.3
Análisis de estabilidad de laderas en la sub-cuenca Nimá I.
Ivo Thonon M.Sc., Facultad de Ciencias Geográficas, Universidad de Utrecht, Los Países
Bajos.
Para este análisis se utilizó el modelo Catch (del vocablo anglo “catchment” –
cuenca) el cual es un modelo semi-determinístico, es decir, aplica ecuaciones
físicas pero tiene una base conceptual. El modelo conceptual describe y simula
como se comportan las laderas desde el punto de vista hidrológico y geomecánico y para ello utiliza 2 módulos principales: de hidrología subterránea y el
de estabilidad de laderas. En el primero, se incluyen la zona saturada y nosaturada del suelo y los procesos de infiltración y percolación. Con el segundo se
calcula el Factor de Seguridad a partir del concepto de Pendiente Infinita y
utilizando como datos de entrada los resultados del módulo de hidrología
subterránea (de Joode, A. y van Steijn, H., en prensa). Para ambos módulos, se
trabaja con datos de entrada tipo raster y datos numéricos utilizando como base el
programa PCRaster (Wesseling et.al. 1996), el cual es un SIG matricial que
permite correr modelos dinámicos y evaluar resultados en diferentes series de
tiempo. Mayor información sobre este programa se puede encontrar en
http://pcraster.geog.uu.nl
El análisis se corrió únicamente en la sub-cuenca del río Nimá I por considerar
que esta puede ser el área que aporta mayor cantidad de materiales para la
formación de los lahares que posteriormente bajan a las poblaciones a través del
río Samalá. Esta es una sub-cuenca de aproximadamente 70 km2 con altitudes
máximas de 3,500 m.s.n.m. y una precipitación pluvial anual máxima de hasta
6,000 mm (MAGA, 2001). Las unidades litológicas están compuestas
principalmente por depósitos piroclásticos, tobas, cenizas, lavas andesíticas y
depósitos fluvio-laháricos (MAGA, 2001; Viera, 2003).
Para los cálculos del Módulo de Hidrología Subterránea se utilizaron los datos de
precipitación para el año 1998 (verano e invierno) con el propósito de evaluar no
solamente el comportamiento de las laderas bajo condiciones lluviosas ‘normales’
sino también el efecto que produce la ocurrencia de una tormenta de gran
intensidad (en noviembre 1998 ocurrió el Huracán Mitch). El modelo sustrae la
evapotranspiración de la cantidad de lluvia y el resto la infiltra en el suelo. La
cantidad de agua que no puede ser almacenada en el suelo se elimina y se le
considera como escorrentía y ya no es considerada en las etapas posteriores. Para
el cálculo de la percolación se toman en cuenta los parámetros de espesor del
suelo, conductividad hidráulica saturada (Ksat, en mm/hr), contenido máximo de
humedad (θmax, adimensional), actual (AMC) y mínimo (θR). Uno de los objetivos
de este módulo es calcular el espesor de la capa freática como factor
condicionante de la inestabilidad de las laderas. Este parámetro, junto a la
gravedad, la pendiente, densidad (UW), cohesión (C) y ángulo de fricción interna
(phi) se utilizan en el Módulo de Estabilidad de Laderas para el cálculo de la
Presión de Poros (kPa) en el suelo y el Factor de Seguridad (F) – ver Tabla 1. El
aumento del espesor de la capa freática en el suelo puede provocar que se vuelva
inestable ya que a mayor cantidad de agua hay menor fuerza de resistencia al
fallamiento. Si el valor F de una celda en el modelo del terreno es menor que 1.0
26
se considera a esta celda inestable para una etapa de tiempo dada. Eso significa
que existe la posibilidad que ocurra un evento de movimiento de ladera
(deslizamiento o flujo de escombros). Si F es mayor que 1.0 se considera que la
celda es estable y es improbable que ocurra un evento.
Tabla 3. Datos geo-mecánicos utilizados en el Módulo de Estabilidad Tomados de Loti
(2001).
5
•
•
•
•
•
•
Unidad Litológica
Lava andesítica y fragmentos de roca
Sedimentos del cono volcánico
Depósitos aluviales
Depósitos de lahares
Lava dacítica
Lavas y piroclásticos
Densidad
(kPa)
11
18
18
16
15
16
Cohesión
(kPa)
2
2
100
2
2
2
Phi
(º)
30
30
37
26
30
30
Como parte de los resultados se obtuvieron mapas indicando las áreas estables e
inestables durante el evento Mitch y total de días de inestabilidad (Fig. 22),
gráficos que indican el espesor promedio de la capa freática en la cuenca, el
porcentaje de área inestable total (Fig. 23) y el porcentaje de área inestable
acumulado.
Figura 22. Zonas estables e inestables en la sub-cuenca Nimá I durante el Huracán Mitch
(izquierda) y días totales de inestabilidad durante todo el año 1998 (derecha).
Como puede verse en la Fig. 22, las áreas más inestables durante la tormenta
extrema del Mitch (entre 65-78 mm diarios, Fulgencio Garavito-INSIVUMEH-,
comunicación verbal) se ubican hacia la parte oeste de la cuenca, la cual está
conformada principalmente por lavas de baja densidad y poco consolidadas. La
presión de poros es bastante alta en los escarpes rocosos ya que el agua
subterránea se concentra en estos lugares antes de drenar en el cauce de los ríos
por lo que disminuye considerablemente el valor de F. El período total de
inestabilidad para el año Mitch alcanzó los 30 días (Probabilidad de Inestabilidad
27
3
2,5
Área inestable [%]
200
180
160
Área inestable [%]
Espesor de la capa
freática [cm]
2
140
120
100
80
60
1,5
1
40
20
0
0,5
0
0
30
60
90
Prof. de la capa freática [cm]
Anual = 8%), sin embargo, las laderas no son influenciadas por la lluvia durante
todo el año sino únicamente durante la época de invierno (ver Fig. 24) por lo que
puede ser válido suponer que estos días de inestabilidad solamente ocurren
durante la época lluviosa y por lo tanto la probabilidad de inestabilidad anual
aumenta al 15% durante todo el invierno.
120 150 180 210 240 270 300 330 360
Día
Figura 23. Gráfico que muestra el porcentaje de Área Inestable (con F<1.0) – línea negra
y el espesor promedio de la capa freática – línea gris durante el año 1998.
Al parecer, existe una correlación directa entre los cambios de espesor de la capa
freática y la estabilidad de las laderas (Fig. 23, r2=0.79). Al caer la lluvia el
espesor de la capa freática aumenta y eso incide directamente en el área que se
vuelve inestable. Es importante notar que la velocidad con que aumentan las dos
variables es diferente: el agua subterránea reacciona más rápido a la precipitación
que F (ver días 180 y 240 en Fig. 23) mientras que la disminución en la cantidad
de precipitación no tiene el mismo impacto: el espesor de la capa freática
disminuye con menor velocidad que el total del área inestable.
El análisis de estabilidad de laderas en la sub-cuenca Nimá I nos demuestra que
las mayores inestabilidades no suceden durante la ocurrencia de un fenómeno
extremo (Mitch) sino es mucho más importante el comportamiento de la lluvia en
los períodos anteriores. Como puede verse en la Figura 23, el máximo porcentaje
de inestabilidad en el área fue de casi 3 % y ese valor se alcanzó entre los días
263-271 (finales de septiembre), justo después de un período de precipitación
abundante. En contraste, se observa que la tormenta de mayor intensidad del año
(que sucedió en el día 170) provocó poca inestabilidad ya que en los días previos
la precipitación había sido escasa y por eso el espesor de la capa freática era
reducido. Estos hechos demuestran que la precipitación acumulada es más
importante para la generación de inestabilidad de laderas que la intensidad de una
sola tormenta.
28
6
Lluvia [mm/d]
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
5
4
3
2
1
Área
inestable
acumulada
[%]
0
0 30 60 90 12 15 18 21 24 27 30 33 36
0 0 0 0 0 0 0 0 0
Día
Figura 24. Gráfico que muestra el porcentaje de Área Inestable acumulada con relación
al régimen de precipitación de 1998.
5.1
Análisis de amenaza por flujos piro-clásticos del Volcán Santiaguito.
Ing. Estuardo Lira e Ing. Manolo Barillas, Servicio Geológico de los Estados Unidos
(USGS), Oficina Guatemala.
En este apartado, se entiende como flujos piroclásticos a todos aquellos eventos
generados directamente por los “domos” del Volcán Santiaguito y que se
caracterizan por la producción inicial de una columna eruptiva compuesta por una
mezcla de gas y piroclastos, que luego de elevarse hacia la atmósfera colapsa y se
desplaza por gravedad y energía cinética a través de los flancos del volcán
generando nubes ardientes y variados depósitos de pómez, cenizas y piroclastos
(Fisher y Schmincke, 1984). Salvo algunas excepciones, estos eventos son
precedidos por flujos de lava de magnitud variada.
Para el análisis de ocurrencia de flujos piroclásticos se utilizó el modelo de “Cono
de Energía” (Fig. 24), el cual considera que si una columna eruptiva o un domo
colapsa el flujo gravitacional que se genera se moverá hacia abajo del flanco del
volcán bajo la influencia de la energía potencial y la gravedad (Malin et.al., 1982).
En caso de eventos explosivos, se adicionará un componente cinético a la energía
del flujo provocando un desplazamiento ligeramente mayor (Sheridan, 1979). La
aceleración del flujo gravitatorio en un punto dado estará definida por:
a = g (Senß – Tan Cosß)
= Tan = H/L
Ecuación 1
Ecuación 2
La aceleración de los flujos está gobernada por la fuerza de la gravedad (g), la
pendiente local del cono volcánico y sus alrededores (ß) y la tangente de la
pendiente de la línea de energía ( ), ésta última conocida como Coeficiente de
Heim. Este concepto de la línea de energía lo que define realmente es la relación
entre la elevación de la columna de la erupción (H) y la máxima distancia de
desplazamiento del flujo piroclástico (L), es decir, trata de representar la tasa de
disipación de la energía total del flujo.
29
Figura 25. Esquema conceptual del modelo del Cono de Energía para flujos
piroclásticos.
Tomado de Wadge et.al., 1988.
En el cálculo de la extensión de las corrientes piroclásticas no se hace distinción entre los
flujos piroclásticos y las oleadas piroclásticas.
Sin embargo, por razones de
simplificación se asume que ambos fenómenos se describen con el mismo Modelo del
Cono de Energía. En realidad, los flujos y las oleadas representan procesos físicos
diferentes, a pesar de que pueden ocurrir al mismo tiempo y exhibir una interacción muy
cerrada. Los flujos piroclásticos son más densos que las oleadas y tienden a seguir los
valles a pesar de que son capaces de superar pequeñas barreras. Las oleadas piroclásticas
son turbulentas, fluyen cerca de al superficie y, dependiendo de su densidad y velocidad,
se pueden mover fácilmente en forma ondulada, de arriba hacia abajo en los cerros.
Si se dispone de suficientes datos de campo de los límites y alcances de diferentes
depósitos piroclásticos de procedencia identificada se puede calcular un rango muy
aceptable de los parámetros de Heim y luego por un análisis estadístico se pueden obtener
tendencias de probabilidad espacial de ocurrencia de los flujos piroclásticos (Sheridan et
al., 1995). Sin embargo, cuando no se dispone de la información suficiente, como es el
caso de este análisis, se deben utilizar los valores reportados en la literatura para otras
erupciones similares del propio cono o de otros.
Se utilizaron en este análisis los criterios sugeridos por Sheridan et al. (1983) y Wadges
et al. (1988) que describen los parámetros necesarios para la implementación práctica del
Modelo del Cono de Energía en tres dimensiones, los cuales son:
Ubicación del cráter. Este es un factor muy importante ya que si el cráter
activo está situado en un flanco del volcán en lugar del ápice cambiará
drásticamente el control de la dirección de la corriente piroclástica.
Altura de colapso. La elevación de la columna eruptiva por encima del
cráter es directamente proporcional a la energía de la erupción.
Angulo de colapso. Este ángulo indica la pendiente del cono de energía
(Coeficiente de Heim) que define la línea de energía apropiada para un
tipo específico de erupción.
30
Topografía. Se necesita conocer las elevaciones de la superficie de
dispersión del flujo piroclástico. En nuestro caso, este parámetro está
representado por el Modelo Digital del Terreno (DTM).
Distancia del cráter. Se necesita un mapa que represente las distancias
desde el cráter hacia todos los puntos de posible dispersión de los flujos
piroclásticos. Este mapa puede calcularse a partir del DTM.
En la Tabla 1 se presentan algunos coeficientes de Heim para diferentes aparatos
volcánicos y tipos de erupción lo cual evidencia que los flujos piroclásticos más
grandes tienen coeficientes de Heim menores de 0.2 y desplazamientos mayores
de 10 km.
Con valores específicos para Hc (altura de la columna) y µ (Coeficiente de Heim)
se pueden realizar los cálculos siguientes:
CONO=Hcráter + Hc - µ * Distancias
∆H= CONO – DTM
∆H es la diferencia de elevación entre el Cono de Energía y el terreno por lo que
todos los valores mayores a 0 estarán en Zona de Amenaza, los menores a 0
estarán fuera de la influencia del flujo piroclástico, y por consiguiente, de la zona
de amenaza y los valores iguales a 0 representarán los puntos en que el Cono de
Energía se intersecta con el terreno y por lo tanto la energía de disipación del flujo
también es igual a 0. En teoría, estos serán los puntos más lejanos en los que se
podrán encontrar evidencias deposicionales y/o estructurales de la ocurrencia de
los flujos piroclásticos.
Tabla 4. Relaciones de Hc/L para diferentes tipos de erupción.
Erupción
Aira caldera, Ito pf
Aso caldera, Aso 4 tuff
Long Valley Caldera, Bishop
tuff
Aso caldera, Aso 4 tuff
tuff
tuff
Valles caldera, Bandelier tuff
tuff
Katmai 1912
Unzen 1991
Hibok-Hibok dec 1951
Santiaguito sept 1973
Asama 1783 Kambara tuff
H/L
0.06
0.06
0.07
0.08
Dif. Elevación H (m)
4200
4560
4200
4560
Desplazamiento L (m)
70000
76000
60000
57000
0.09
0.11
0.11
4500
3850
4620
50000
35000
42000
0.12
4440
37000
0.14
0.15
4620
4500
33000
30000
0.16
0.19
0.20
0.22
0.27
0.30
0.30
4640
4560
4400
1200
500
500
3000
29000
24000
22000
5455
1852
1667
10000
31
Erupción
Komagatake 1929
Santiaguito april 1973
Mayon 1968
Mayon 1968
Mayon 1968
Unzen 1991
Asama 1783 Agatsuma tuff
Mayon 1968
Ngauruhoe 1974
H/L
0.31
0.36
0.45
0.47
0.50
0.50
0.53
0.57
0.74
Dif. Elevación H (m)
1000
500
600
600
600
600
3000
600
500
Desplazamiento L (m)
3226
1389
1333
1277
1200
1200
5660
1053
676
Tomado de: Sheridan, (1979); Sheridan et al., (1983) y Yamamoto et al., (1993).
El análisis realizado en el Volcán Santiaguito comprende la evaluación de 7
diferentes escenarios con variaciones de alturas de columna eruptiva (600 a 2,500
m) con el Coeficiente de Heim obtenido de las erupciones de 1973.
Básicamente, se determinó que los grandes centros urbanos (Quetzaltenango,
Retalhuleu y San Sebastián) no serían afectados por columnas eruptivas de hasta
2,500 m. Sin embargo, más de 120 centros poblados (fincas, aldeas y caseríos) se
encuentran ubicados en la zona de Baja Amenaza lo cual significa que más de
40,000 personas (MAGA, 2001) tienen el 40% de probabilidades de verse
afectadas por un evento de tal magnitud. Además, se vería afectada la carretera
que conduce hacia la ciudad de Quetzaltenango y una línea eléctrica de 69Kv que
atraviesa la zona en dirección casi norte-sur. Esta zona de Baja Amenaza
corresponde aproximadamente con el alcance que tuvo el flujo piroclástico de
1929 (Rose, 1987).
En el área de Amenaza Media (60% de probabilidad), se ubican hasta 19 centros
poblados, fincas cafetaleras que ya han sufrido daños anteriores (La Florida, El
Faro y El Patrocinio) y que juntas podrían agrupar hasta 1,500 personas. Esta zona
equivaldría a una zona de transición entre ocurrencia de eventos moderados
(1929) y eventos pequeños (1973) y correspondería al área de afectación por
flujos de lava.
Finalmente, a pesar de que el área de Alta Amenaza (80-100%) incluye
únicamente 2 centros poblados (Santo Domingo Palajunoj y San José Patzulín) –
47 personas, podría tener una mayor importancia como “área fuente” de material
volcánico (piroclastos y lavas) para la formación de lahares y flujos de lodo a lo
largo del río Nimá I y El Tambor.
32
Figura 26. Resultados del análisis de amenaza por flujos piroclásticos del Volcán
Santiaguito. La red vial dentro de las áreas de amenaza da una idea de la gran cantidad de
centros poblados ubicados en dichas áreas (caseríos, fincas y aldeas). Los polígonos
negros indican el área afectada por los flujos piroclásticos de 1929 (polígono grande) y de
1973 (polígonos pequeños), ambos tomados de Rose, 1987.
33
5.2
Análisis de Vulnerabilidad y Riesgo en el poblado de San Sebastián,
Retalhuleu.
Graciela Peters M.Sc., Instituto Internacional de Ciencias de la Geo-información y
Observación Terrestre (ITC), Holanda.
En su trabajo de investigación, Peters y colaboradores (2003) argumentan que en
áreas con escasez de datos y presupuesto bajo o inexistente para ser invertido en la
captura de información como San Sebastián es muy difícil realizar un análisis
convencional de riesgo por inundación ya que se necesitan datos muy precisos de
precipitación y caudales para generar modelos hidrológicos con descargas
máximas, distribución transversal de tirantes de agua y planicies de inundación.
En su lugar, promueven la idea de realizar análisis de amenaza, vulnerabilidad y
‘pérdidas o daño esperado’ por medios de técnicas que se apoyan en fuentes
secundarias de información y recuentos históricos de la comunidad que por
constituyen la “memoria colectiva” de los pobladores afectados. Este
conocimiento puede ser recolectado por medio de técnicas que han venido
utilizándose eficazmente por organismos como la Cruz Roja Internacional y que
usan mecanismos como entrevistas con lideres comunitarios y actores interesados,
muestreos del área investigada y censos a pequeña escala. Cuando esta
información es recolectada de manera sistemática puede ser posteriormente
ordenada y procesada en una base de datos.
En el análisis se realizó inicialmente foto-interpretación convencional para
determinar patrones y efectos de daños por inundación en el tiempo. Se utilizaron
fotografías aéreas de 1964, 1991 y 2001, éstas últimas, proporcionadas por el
Servicio Geológico de los Estados Unidos, de mayor resolución y precisión
sirvieron para la elaboración de la base de datos catastral y digitalización de
manzanas, lotes y techos. Los atributos físicos y socioeconómicos de la base de
datos fueron recolectados por medio de muestreos y entrevistas personales
directas para lo cual se contó con la colaboración de personal voluntario del
Grupo FEMID (Fortalecimiento de Estructuras Locales para la Mitigación de
Desastres), el cual opera en la localidad desde hace varios años gracias a
proyectos de la Agencia de Cooperación Alemana (GTZ) y CONRED. Las
entrevistas se centraron principalmente en la recopilación de datos de daños a
viviendas y sus contenidos, altura alcanzada por el agua y otras características de
la inundación provocada por el paso del Huracán Mitch en noviembre de 1988
(Fig. 27).
34
Figura 27. Mapa de Daños en Edificios (izquierda) y Altura de Agua (derecha) para la
inundación Mitch 1998 en la zona urbana de San Sebastián. Tomado de Peters et. al., en
prensa.
Seguidamente, los puntos de altura de agua fueron interpolados (por el método de
Krigging en ILWIS) y se generó un Modelo Digital que recrea la inundación de
1998 en el área de estudio (Fig. 28).
Figura 28. Modelo Digital de la inundación Mitch 1998 en la zona urbana de San
Sebastián. La zona roja corresponde a las mayores profundidades de agua y en el otro
extremo los tonos azules representan las zonas no afectadas. Tomado de Peters et. al., en
prensa.
35
El mapa de Altura de Agua muestra que la inundación de 1998 ocurrió en los 4
cantones urbanos de San Sebastián particularmente aquellos que están localizados
cerca de los ríos Ixpatz y Cachel y a lo largo de la Avenida Central. El análisis a
detalle de las áreas más afectadas revela que en cierto momento, la altura de la
inundación alcanzó una altura mayor a los 130 cms en dos sectores (puntos 1 y 2
de la Fig. 28), en donde se reportaron 6 casas destruidas, 3 severamente dañadas y
16 altamente dañadas. Los adoquines que cubrían las principales calles y avenidas
fueron completamente removidos y luego fueron utilizados por los vecinos para
formar barreras de protección en el frente de sus casas. La carretera que comunica
a San Sebastián con la Carretera Panamericana también sufrió graves daños ya
que el asfalto fue totalmente removido y amontonado a ambos lados. En otros
puntos críticos (8 y 9 de la Fig. 28), localizados a lo largo del río Cachel, se
determinó que las causas principales del desbordamiento del río fueron la
estrechez del canal derivado de la construcción de casas en sus riveras y el relleno
del mismo con desechos y basuras arrojadas por los propios pobladores. A pesar
que no existen datos puntuales de intensidades de lluvia se considera que las
precipitaciones sucedidas durante el Huracán Mitch son una de las más fuertes en
la historia reciente por lo que fácilmente pueden catalogarse hipotéticamente
como valores máximos de inundaciones de 25 a 50 años de retorno.
El análisis de vulnerabilidad se llevó a cabo para tres de los principales elementos
urbanos: edificios, contenido de edificios y vías de comunicación. Para
determinar la vulnerabilidad de los edificios ante una inundación como la
evaluada se tomó en cuenta tres factores:
Altura de columna de agua afectando cada punto individual. En este
paso se tomó en cuenta la altura de la vivienda con respecto al nivel de la
calle. Este valor se restó de la altura de la inundación en ese punto
específico con el fin de determinar la ‘columna de agua’ precisa que
afectó cada construcción.
Ubicación del lote con respecto a las corrientes de agua. Se elaboró un
mapa de distancias de los ríos Ixpatz y Cachel así como de la Avenida
Central (que en aquel evento funcionó como canal) y luego se calcularon
las distancias promedio de cada uno de los lotes a estas corrientes.
Material de construcción de las casas. En este caso, se utilizó el material
que tenían las viviendas antes de ser afectadas por la inundación,
principalmente para aquellas viviendas que fueron destruidas
completamente.
En general, se determinaron 3 principales tipos de materiales de viviendas:
concreto reforzado y mampostería (columnas de concreto reforzado con hierro y
paredes de ladrillo todas repelladas), madera (tableros horizontales o verticales sin
cimientos) y mixtas (paredes de hasta 70 cm de block, ladrillo o piedra y
coronadas por madera). Solamente las casas construidas de madera y mixtas
sufrieron en algunos casos una destrucción total aunque las mixtas mostraron una
mayor eficiencia contra el impacto de las corrientes debido a la pared basal de
material resistente. Las casas edificadas de concreto reforzado en ningún caso
fueron totalmente destruidas.
Los datos recolectados del daño sufrido por edificios fueron clasificados de
acuerdo a la tabla 5. Para edificaciones del mismo tipo los niveles de daños
36
experimentados fueron ploteados versus la altura del agua que los provocó con el
fin de encontrar una correlación. Igualmente, se hizo un ploteo del daño sufrido
por los edificios versus la distancia de los mismos a las corrientes de agua, ya que
esto se consideró como un indicador de la velocidad de flujo. Algunos de los
resultados se muestran en la Figura 29.
Figura 29. Curvas de Vulnerabilidad: daño de construcciones en madera vrs. altura del
agua (izquierda) y daño de construcciones en madera vrs. distancia a la corriente
(derecha).
Tomado de Peters et. al., en prensa.
A partir de estas gráficas fueron construidas curvas de daños desde 0 (sin daño) a
1 (daño total). Posteriormente se produjo un Mapa de Vulnerabilidad de las
Construcciones ante Inundaciones (Fig. 30).
La vulnerabilidad de los contenidos de las construcciones fue determinada con
base a factores de valor de reemplazo del contenido y al porcentaje de daño de los
contenidos. Para tal efecto y con base en la valoración socioeconómica del área de
estudio se definieron 4 clases principales: Clase Baja, Media Baja, Media y Media
Alta. Esto se hizo debido a que los contenidos de las viviendas varían
drásticamente en función de la clase socio-económica y del número de habitantes.
En la investigación se encontraron 3 características implícitamente relacionadas:
Fuerte influencia indígena. La mayoría de los habitantes tienden a
mantener sus valores en forma de joyería en lugar de poseer utensilios y
muebles de gran valor.
Número de habitantes/vivienda. Se tomó un valor promedio reportado por
estudios anteriores de 4.9 habitantes/vivienda para las clases Media y
Media Alta y de 7.0 para las clases Baja y Media Baja.
Listado de contenidos estándar. En muchos casos se detectó que ciertos
artículos se encontraban en todas las clases de viviendas pero el precio y el
número de los mismos por vivienda variaba de acuerdo al nivel de ingreso.
Teniendo en cuenta cuatro valores de altura del agua de inundación (menos de 30
cm, menos de 50 cm, menos de 90 cm y mayor de 90 cm) se evaluó el grado de
vulnerabilidad de 0 a 1 para cada artículo en cada una de las listas. Este valor
representa el porcentaje de daño esperado el cual se multiplicó por el precio del
artículo. Posteriormente, se calculó un valor total de vulnerabilidad para cada lista
(o nivel socioeconómico), por cada una de las alturas de agua evaluadas, sumando
las pérdidas esperadas de los artículos individuales y dividiéndolo por el costo
total de la lista.
37
Figura 30. Mapa de Vulnerabilidad de las Construcciones en San Sebastián ante
Inundaciones como la de 1998. Los colores azules indican las áreas menos vulnerables
mientras que los colores rojos muestran las zonas determinadas como más vulnerables.
El mapa resultante se muestra en la Figura 31 y fácilmente se deduce que la
vulnerabilidad de los contenidos de las viviendas en mucho más alto y más
diseminado que la vulnerabilidad de las propias viviendas, lo cual puede estar
influenciado por las clases socio-económicas.
Debido a que no se pudo definir un período de retorno preciso para eventos como
el de 1998 no fue posible calcular el riesgo total ante inundaciones de San
Sebastián. En su lugar, se calculó la pérdida probable (daños) en las viviendas,
contenidos y carreteras para dicho evento. Se obtuvieron algunos datos
relacionados al valor comercial de los principales elementos en riesgo y se
utilizaron para hacer estimaciones de daños con base a los siguientes pasos:
Para los edificios, se multiplicó el Mapa de Vulnerabilidad (Fig. 30) por
otro mapa que mostraba el valor comercial de cada parcela,
Para contenidos de edificios, se multiplicó el Mapa de Vulnerabilidad de
Contenidos de las edificaciones (Fig. 31) por otro mapa que mostraba el
valor comercial de los contenidos de cada vivienda.
38
Figura 30. Mapa de Vulnerabilidad de Contenidos de Edificaciones en San Sebastián
ante Inundaciones como la de 1998. Colores azules indican áreas de menor vulnerabilidad
y colores rojos muestran las zonas más vulnerables. Tomado de Peters et. al., en prensa.
Luego de estos cálculos, se elaboró un Mapa de Pérdidas Totales para toda el área
urbana adicionando el daño de los edificios y el de sus contenidos (Figura 32).
Los resultados finales muestran que una inundación como la que produjo el
Huracán Mitch en San Sebastián puede derivar en pérdidas de hasta 88 mil
quetzales por unidad habitacional, principalmente aquellas que están ubicadas en
las cercanías de las corrientes de agua y en zonas topográficamente no aptas.
Seguramente la combinación de los diferentes daños esperados que se muestran
en el Mapa de la Fig. 32 resultaría en pérdidas de varios millones de quetzales.
39
Figura 32. Mapa de Daño Total Esperado de los elementos en riesgo.
40
6
PREPARACIÓN Y RESPUESTA ANTE EMERGENCIAS.
En los últimos años, la Coordinadora Nacional para la Reducción de Desastres
(CONRED) ha promovido varios proyectos y actividades para fortalecer la
organización y capacitación de las comunidades y poblaciones ubicadas en las
áreas de riesgo de la cuenca del Río Samalá. Entre los proyectos más importantes
se pueden mencionar:
Fortalecimiento de Estructuras Locales para la Mitigación de Desastres
(FEMID): Fue financiado por la Agencia Alemana de Cooperación
(GTZ). Se enfocó principalmente en la población de San Sebastián,
Retalhuleu aunque también incluyó Instituciones y Organizaciones de la
ciudad de Retalhuleu. Su principal objetivo fue identificar grupos ya
organizados de ciudadanos para fortalecer sus capacidades en materia de
prevención, mitigación y preparación ante desastres incluyendo los
conceptos de Gestión Local del Riesgo y Género (Sánchez del Valle,
2002).
Sistema de Alerta Temprana ante Inundaciones (RELSAT):
Prácticamente fue un componente final de FEMID ya que aprovechó la
organización y capacitación comunitaria ya realizada para la
implementación del Sistema de Alerta. Básicamente, se instalaron puntos
de observación en la parte alta de la cuenca (Sigmas 1 al 6 de la Tabla) en
donde se monitorea la cantidad de lluvia y el nivel de los ríos. Estas bases
son operadas en forma voluntaria por los propios pobladores bajo la
consigna de que este servicio social favorece a las comunidades de la parte
baja. Los datos del monitoreo son transmitidos a la Base Halcón, en la
Base Aérea del Sur, la cual funciona como Centro de Mando y Toma de
Decisiones. La comunicación esta ligada entre todas las bases de radio,
incluyendo aquellas ubicadas en la parte baja de la cuenca (Sigmas 7 a 13).
Cualquier emergencia es atendida por las Coordinadoras Locales
(COLRED) coordinadas por las Coordinadoras Municipales (COMRED) o
la Departamental (CODRED), lideradas por los Alcaldes Municipales y
Gobernador, respectivamente.
Tabla 5. Bases de radio en la Cuenca del Samalá.
6.1.1.1 Base de
Radio
Sigma 1
Sigma 2
Sigma 3
Sigma 5
Sigma 6
Sigma 7
Sigma 8
Sigma 9
Sigma 10 y 11
Localización
Finca El Patrocinio, Reu.
Finca Filadelfia, Reu.
Finca Santa Marta, Reu.
Finca La Florida, Reu.
Finca El Rosario, Quetzaltenango
San Vicente Boxomá, Santa Cruz Muluá
La Lolita, Santa Cruz Muluá
Polígono 8, San Andrés Villa Seca
Las Pilas I y II, Retalhuleu
41
Sigma 12
Sigma 13
Base Aurora
Base Retalhuleu
Base Halcón
Base Cantil
Base Águila
Regional III
Aldea El Coco
Aldea El Chico, Champerico
Aldea Candelaria
Base Aérea del Sur (INSIVUMEH)
Base Aérea del Sur
Bomberos Voluntarios de Retalhuleu
Municipalidad de San Sebastián
Quetzaltenango
Los espacios sombreados indican la existencia de Plan de Emergencia.
Adicionalmente, de acuerdo con la Gerencia de Emergencia de la CONRED, se ha
elaborado el Plan de Emergencia Departamental, los Planes Municipales de San
Sebastián, San Andrés Villa Seca y San Felipe y los Planes Locales de La Lolita,
San Vicente Boxomá, Polígono 7, Línea C-8 del Centro 2 La Máquina, Las Pilas I
y II y Nueva Candelaria (ver Fig. 33). Estos Planes de Emergencia son
coordinados y puestos en acción por el Gobernador, Alcaldes Municipales y
Alcaldes Auxiliares, respectivamente. Incluyen la estructura organizativa de la
Coordinadora Departamental, Municipal o Local para la Reducción de Desastres
(CODRED, COMRED o COLRED, respectivamente), los recursos disponibles en
situaciones de emergencia, Comisiones de Trabajo (Seguridad, Manejo de
Albergues, Alimentación, etc.), Mapas de Amenaza, Rutas de Evacuación, etc.
Figura 33. Bases de radio y Planes de Emergencia en la cuenca del río Samalá.
Con información de la Gerencia de Emergencias de CONRED.
42
7
DISCUSIÓN DE RESULTADOS Y CONCLUSIONES.
En cada uno de los apartados discutidos en el Capítulo 4 (Metodologías y
Resultados) se fueron presentando las conclusiones más relevantes obtenidas en
los análisis de amenazas y determinación de vulnerabilidad y riesgo.
En forma general, se concluye que la actividad geo-hidrológica de la cuenca del
río Samalá gobierna la ocurrencia de diversos escenarios de amenazas ya sea
actuando individualmente o en forma compleja (multi-amenaza).
El complejo volcánico Santa María-Santiaguito ha registrado eventos de diferente
magnitud, desde la erupción pliniana de 1902, los flujos piroclásticos de 1929 y
1973 y los eventos periódicos menores (flujos de lava, caída de ceniza, etc.). Estos
eventos por sí solos constituyen una amenaza directa contra las poblaciones,
infraestructura y actividad agrícola en los alrededores. Flujos piroclásticos
derivados de columnas eruptivas de hasta 2,500 m de altura podrían afectar más
de 40,000 personas en 120 centros poblados. Todo el material volcánico generado
constituye una amenaza secundaria como “material fuente” para la generación de
Lahares de diferente intensidad.
Durante los meses lluviosos (mayo-octubre) se ‘activan’ las amenazas húmedas
por inundación y flujos de lodo. Los ríos Ixpatz y Cachel provocan daños a la
población de San Sebastián como los registrados en 1998 durante el Huracán
Mitch. Las pérdidas por eventos como este podrían alcanzar hasta los $10
mil/vivienda y en su conjunto ocasionar daños hasta por varios millones de
quetzales. Los Lahares originados en los ríos Nimá I, Nimá II y El Tambor, que
luego son encausados al río Samalá, han provocado y seguirán provocando graves
daños a las fincas cafetaleras de la región, los centros poblados y la infraestructura
vial. La destrucción total de El Palmar en 1984 es una evidencia latente del
peligro al que seguirán estando expuestas otras poblaciones como San Felipe, San
Sebastián y Retalhuleu.
El nivel de preparación ante emergencias de las comunidades parece estar bastante
aceptable. El hecho de que exista un monitoreo constante sobre el régimen
lluvioso y el nivel de los ríos en la parte alta de la cuenca (con 6 puntos de
observación) en comunicación permanente con las comunidades en riesgo en la
parte media-baja, las Instituciones involucradas (Bomberos –Base Cantil, Ejército
–Base Halcón y Alcaldes –Base Águila) y con la Base Central en Guatemala
facilita la coordinación de actividades antes y durante la emergencia. Muchas de
las comunidades en riesgo tienen implementado un Plan de Emergencia el cual es
activado cuando las señales de alertamiento son de alto nivel. Muchas de las
actividades propias de una emergencia (alertamiento, evacuación, manejo de
albergues, etc.) ya han sido probadas durante simulacros y situaciones de la vida
real.
43
8
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46

Zonificación de Amenazas Naturales en la cuenca del río

Transcripción

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OSCAR JULIO VIAN MORALES, sdb Arzobispo Metropolitano de